引 言

鄂尔多斯地块处于华北地块西部，与青藏高原东北缘相邻，尽管鄂尔多斯地块内部稳定，但受到青藏高原和华北地块的强烈作用，四周却被系列断陷带所包围，包括东缘NNE向的山西断陷带、北缘EW向的河套断陷带、西缘NS向的银川—吉兰泰断陷带以及西南缘六盘山断裂带（国家地震局 《鄂尔多斯周缘活动断裂系》 课题组，1988）。本文以鄂尔多斯地块北部及邻区为研究区，该区域包括鄂尔多斯地块北部地区、河套断陷带和山西断陷带北部等地区（图1），其中北缘的河套断陷带是鄂尔多斯地块周边地震活动最强烈的区域之一，历史上曾发生过1920年宁夏海原M8.5地震和1654年天水M8.0地震（国家地震局震害防御司，1995；高立新等，2017），近期还发生了阿拉善左旗2015年M5.8地震和2017年M5.0等中强震。大同火山群位于鄂尔多斯地块东缘的山西断陷带北部。岩石地球化学研究结果表明，鄂尔多斯地块内部主要由元素特征为强亏损的方辉橄榄岩构成，自形成之后一直无岩浆活动，长期处于稳定状态（邱瑞照等，2004），但是鄂尔多斯北缘的阴山造山带下方存在大量壳源和幔源岩浆侵入痕迹，且在2.2—2.0 Ga期间鄂尔多斯北缘和东缘在大洋俯冲的陆缘弧岩浆活动作用下发生过增生和再造作用（张成立等，2018）。特殊的地理位置、较强的地震活动性以及复杂的地质构造，使得该区域一直受到研究人员的广泛关注（黄方等，2015）。本文拟通过反演鄂尔多斯地块北部及邻区（100°E—115°E，37°N—45°N）上地幔顶部的Pn波速度与各向异性，深入认识与理解华北克拉通破坏机制、强震发震机理及大同火山群的成因。

图  1  研究区构造背景和历史强震分布

Figure  1.  Regional tectonic settings and distribution of historical strong earthquakes in the study area

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地震层析成像技术近年来得到广泛关注，主要有面波层析成像（何正勤等，2001；黄忠贤等，2013；李贞等，2015；郑晨等，2016）、背景噪声层析成像（Shapiro et al，2005；庞广华，2014；吕坚等，2016）、有限频层析成像（Montelli et al，2004）、全波形层析成像（Tape et al，2009）以及本文所采用的Pn波走时层析成像方法（Hearn，1996，1999）。上地幔顶部是岩石层能量传递和转换的关键部位（李志伟等，2011），Pn波因其沿上地幔顶部滑行的传播方式，不但可以很好地反映上地幔顶部的结构，而且可以获得较准确的到时，故Pn波层析成像方法已发展成为地球上地幔速度结构和各向异性研究的重要方法。

近二十年以来，中国区域地震台网迅猛发展，地震观测数据质量大幅提高，这促使我国区域深部结构成像研究进入了新时代，研究人员对本研究区的上地幔波速进行了多方法多尺度成像研究，包括P波层析成像（郭飚等，2004）、快速行进层析成像方法（Fast Marching Teleseismic Tomography，缩写为FMTT）（毛慧慧等，2016；陈兆辉等，2018）等。尽管前人大尺度Pn波层析成像的研究结果很多（汪素云等，2001，2003；裴顺平等，2002；许忠淮等，2003；宋晓东等，2004，2015；Huang，Zhao，2006；李志伟等，2007；Zhou，Lei，2016），但不足以刻画该区域深部构造的细结构特征。这可能与前人多使用的由多人完成的Pn波到时数据（汪素云等，2001；裴顺平等，2002）存在系统误差（Zhou，Lei，2016）有关。宋晓燕等（2020）曾对鄂尔多斯地块北缘开展了Pn波层析成像研究，但是因其观测到的某些现象处于研究区边界附近，难以较好地反映鄂尔多斯地块北缘上地幔顶部的Pn波速度及各向异性特征。故本文扩大研究区范围西至100°E，增大到时资料的震中距范围，并且Pn到时资料数量由宋晓燕等（2020）的2 964条增加到本研究的3 860条，进一步提升研究区上地幔顶部Pn波射线交叉覆盖密度，以期获得新的上地幔顶部速度和各向异性结构，为研究区深部动力学过程的研究提供更可靠的地震学约束。

1.   数据和方法

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图  2  研究区Pn波射线分布图

Figure  2.  Distribution of Pn ray paths in the study area

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本文采用Hearn （1996，1999）的Pn波走时层析成像方法将Pn震相的传播路径分为震源处的地壳段、地幔段、接收台站处的地壳段，Pn波的走时残差方程为

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实际反演过程中，选择网格为0.4°×0.4°，通过多次数据拟合，最终设置地壳的平均厚度为37 km，上地幔顶部Pn波平均速度为8.18 km/s，地壳内P波平均速度为6.3 km/s。经过一系列试验，最终将速度不均匀性和各向异性的阻尼因子值均设置为100。反演前后的走时残差分布如图3所示，可以看出走时残差由反演前的1.54 s降至反演后的0.93 s，得到了很好的收敛。为检测本研究所用Pn波射线的交叉覆盖情况和成像结果质量，本文开展了检测板试验研究。在试验中加入异常扰动，其中速度异常的扰动范围设置为±0.4 km/s，而各向异性的扰动值设置为0.4 km/s，但快波方向为南北与东西向交替。经过多次试验，结果如图4所示，可以看出速度和各向异性分辨率在射线覆盖密集地区恢复得较好，均可达2°×2°，而在其边缘地区射线覆盖较少，因而分辨率较低。

图  3  Pn走时曲线（a）及反演前（b）、后（c）的走时残差分布

Figure  3.  Travel-time curve of observed travel-times versus epicentral distances （a） and distribution of travel time residuals before （b） and after （c） inversion

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图  4  Pn波速度（a）和各向异性（b） 2°×2°尺度异常的分辨率试验结果

Figure  4.  Results of the checkerboard resolution tests for Pn velocity models （a） and the anisotropy models （b） with the anomaly sizes of 2°×2°

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2.   反演结果

2.1   Pn波速度结构

Pn波速度反演结果如图5所示，可以看出Pn波的平均速度为8.18 km/s，且研究区内存在明显的横向不均匀性，与区域构造及地震活动密切相关。鄂尔多斯地块北部地区呈现出大范围的高速异常；阿拉善地块的大部分区域也表现为高速异常，而其北部区域存在低速异常，该结果与大尺度Pn波层析成像结果（Zhou，Lei，2016）以及基于走时层析成像方法的P波速度结果（杨婷等，2015）相一致；而河套断陷带、阴山—燕山造山带、银川—吉兰泰断陷带和海原—六盘山弧形断裂带均表现为显著的低速异常；华北地块则表现为高低速异常相间分布，大同火山群下方呈现出强低速异常，与陈兆辉等（2018）的研究结果相一致。此外，研究区中低速带分布由河套断陷带延展至鄂尔多斯地块内部，与毛慧慧等（2016）的远震P波成像结果一致，宋晓燕等（2020）也得到类似的结果，这表明鄂尔多斯地块北缘的岩石层可能正在或者已经被破坏，但Lei （2012）和郭慧丽等（2014）分析认为鄂尔多斯地块是一个连续高速异常体，这可能是由于所用的资料或研究方法不同所致，需要进一步证实。

图  5  研究区Pn波速度结构与历史强震震中分布

Figure  5.  The Pn velocity anomalies and strong historical earthquakes in the study region

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2.2   Pn波速度各向异性

从研究区上地幔顶部Pn波各向异性结果（图6）可以看出：鄂尔多斯地块西缘与青藏高原东北缘及阿拉善地块交界带的各向异性快波方向为近NW−SE向，而银川—吉兰泰断陷带则呈现为NE−SW向，与地表地质构造具有较好的一致性；鄂尔多斯地块北缘的阴山—燕山造山带各向异性快波方向，在西部为近EW向到NE−SW向，在东部为NW−SE向，而在中部NE−SW向与NW−SE向相遇，快波方向变为近NS向；河套断陷带各向异性快波方向主要表现为EW向，与断裂带走向基本一致；鄂尔多斯地块北部快波方向在西部与东部的表现不同，西部的北部为近EW向，与相连的河套断陷带的快波方向一致，西部的南部为NE−SW向，而东部则变为NW−SE向，鄂尔多斯地块北部的快波方向整体呈现出顺时针旋转的特征。上述研究结果与大尺度Pn波各向异性成像结果（王海洋等，2013）及SKS分裂结果（常利军等，2011；Chang et al，2017）的一致性较好。总体上，各向异性快波方向在低速异常区或高低速转换带的变化比较明显，如银川—吉兰泰断陷带、鄂尔多斯地块西缘与青藏高原东北缘交会地带，推测与青藏高原与鄂尔多斯地块强烈相互作用所导致的复杂构造有关。

图  6  研究区Pn波各向异性

Figure  6.  Distribution of Pn anisotropy in the study region

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2.3   台站延迟

根据研究区台站延迟空间分布（图7）分析台站下方地壳厚度的变化。本文采用的P波平均速度为6.3 km/s，则本研究区内1 s的台站延迟对应的地壳厚度变化约为10.2 km。研究区地壳厚度为37 km，则1 s台站延迟应与0.5 km/s地壳平均P波波速变化相对应。由图7可以看出：青藏高原东北缘和六盘山断裂带附近的台站具有明显的负时间延迟，说明该区域地壳较薄（李多等，2012；Zhou，Lei，2016；王兴臣等，2017）；而祁连褶皱系北部、鄂尔多斯北缘断裂附近的台站则呈正时间延迟，表明该区域地壳较厚。整体上，鄂尔多斯地块北部地壳厚度呈现出由南向北逐渐增厚、由西向东逐渐减薄的趋势，与前人（贾萌等，2015；Wang et al，2016；杨利普等，2017；张恩会等，2018）的研究结果一致。

图  7  研究区台站的延迟分布

Figure  7.  Distribution of time delays of seismic stations in the study region

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3.   讨论

3.1   研究区地震构造

由研究区内M6.0以上的历史强震分布（图5）可以看出，研究区强震分布与上地幔顶部Pn波速度结构具有一定相关性。鄂尔多斯地块北缘与西缘的历史强震震中多数分布在低速异常区或高低速异常过渡带上，特别是在河套断陷带处（Zhao et al，1992；汪素云等，2001；郑现等，2012），历史强震分布与断裂构造形态具有较高的吻合度。历史强震相对集中地分布在阿拉善地块与青藏地块东北缘的交会断裂带上，表明上地幔动力学过程可能会直接影响其上部地壳的动力学过程，从而间接诱发壳内强震，同时也说明能量更容易在地块边界累积并诱发地震，而这种边界可能延伸至上地幔顶部（黎源，雷建设，2012；高家乙等，2015）。由于Pn波速度与上地幔顶部的温度、物质的状态以及岩性等存在较好的对应关系，结合本文研究结果，认为在青藏高原强烈挤压和太平洋板块深俯冲的共同作用下，鄂尔多斯地块北部及其邻区局部地区的上地幔热物质上涌，这种热物质上涌所携带的流体会降低断层面的有效正应力从而触发地震（Lei et al，2009；吕子强等，2016；雷建设等，2018）。

3.2   克拉通破坏机制

鄂尔多斯地块上地幔呈现明显的高速异常，表明鄂尔多斯地块仍然是一个相对稳定的克拉通单元，但河套断陷带下方却存在着向南伸展的低速异常，反映出研究区岩石层正在或者已经遭到破坏。接收函数结果也显示出河套断陷带、阿拉善地块呈现出高泊松比异常（Tian et al，2011；陈俊磊等，2019；杨彦明等，2019），说明该区在地壳深部可能存在部分熔融。在鄂尔多斯地块北部边缘和东部边缘具有太平洋板块西向俯冲引起的岩浆活动，这种上地幔含水现象已被岩石矿物学（Shieh et al，1998）和含水橄榄岩高温高压实验（Komabayashi et al，2004）所证实。因此，本文认为河套断陷带下方的低速异常可能与青藏高原的挤压作用所引起的高温高压部分熔融热物质上涌有关（Lei，Zhao，2005，2016；赵连锋等，2013）。相较于大尺度研究结果展示的鄂尔多斯地块为明显高速异常（如Zhou，Lei，2016），本文的研究结果有一定改进。

3.3   大同火山成因

大同火山群位于山西裂谷的北部，其内部分布着大小30多座火山锥。火山锥可分为两大类：一类分布于大同县东南部的次级火山锥，高度相对较小，在地表出露有大面积新生代幔源玄武岩（陈兆辉等，2018；徐义刚等，2018；陈生生等，2013）；另一类分布于大同县北部，根据钾氩（K-Ar）测量结果，此部分火山活动发生在晚更新世（0.4 Ma），晚于大同县东南部的火山活动，这种空间分布与山西裂谷自南向北的发育相一致。本文成像结果显示，大同火山下方的上地幔顶部存在着强低速异常，与Lei （2012）的研究结果一致。Lei （2012）的P波成像结果显示，大同火山至渤海下方存在着 “Y” 形低速异常，且一直延伸至下地幔，认为大同火山下方的强低速异常尽管可能与太平洋板块滞留脱水有关，更可能是来自下地幔的地幔柱作用的结果。王霞等（2019）最新的背景噪声成像结果也得到地壳中存在明显低速异常的类似结果。陈兆辉等（2018）也发现大同火山群下方有一柱状低速带延伸至400 km 深处。结合前人研究结果综合分析可知，大同火山下方上地幔顶部的低速异常可能是由太平洋板块深俯冲至地幔转换带而后滞留脱水引起部分熔融的玄武质岩浆上涌和喷溢而形成（肖庆辉等，2005）。

4.   结论

本文利用鄂尔多斯地块北部及邻区手动挑选的高质量Pn波到时资料，反演获得了上地幔顶部高分辨率的Pn波速度和各向异性结果，揭示出了该地块北部及邻区的深部构造形态特征。鄂尔多斯地块北部及邻区Pn波速度结构与区域地质构造较为一致；鄂尔多斯地块内部及阿拉善地块表现为大范围的高速异常，表明鄂尔多斯地块内部不存在大规模破坏的迹象；而河套断陷带、阴山—燕山造山带、银川—吉兰泰断陷带、海原—六盘山弧形断裂带则表现为显著的低速异常，可能与青藏高原挤压引起的热物质上涌有关；由河套断陷带至鄂尔多斯地块的上地幔顶部存在着显著的低波速异常，说明受太平洋板块自东向西的深俯冲作用鄂尔多斯地块北部可能正在遭受破坏。大同火山群下方存在较强低速异常，可能是由于俯冲至地幔转换带内的太平洋板块滞留脱水引起部分熔融的玄武质岩浆上涌和喷溢所导致；研究区域的历史强震均发生在低速异常区或高低速异常过渡带上，表明该区域地壳强震发生受上地幔深部构造影响。

内蒙古自治区地震监测中心为本研究提供了地震波形数据，审稿专家对本文提出了建议，作者在此一并表示感谢。